Estudios Geol., 52: 51-61 (1996)

LA ZONACION ESTRUCTURAL DEL HERCINICO DEL PIRINEO CENTRALEN EL ANTICLINORIO DE LA PALLARESA

1. Capella * y J. Carreras **

RESUMEN

Los Pirineos son una cadena alpina con un basamento hercínico que aflora extensa­mente a lo largo de su Zona Axial. En el zócalo de dicha unidad se evidencia la deforma­ción alpina, aunque su configuración estructural es dominantemente hercínica. Una delas características de la estructura hercínica es una zonación estructural en profundidad,clásicamente reconocida e interpretada en el Anticlinorio de la Pallaresa, en el sectorcentral del Pirineo. Este anticlinorio es una unidad estructural compleja, cuya mitad surpertenece a la supraestructura, mientras que su mitad norte corresponde mayoritariamen­te a una zona de transición entre la infraestructura y la supraestructura. Las rocas de lasupraestructura presentan un slaty cleavage de elevado buzamiento como estructura prin­cipal. La configuración de la zona de transición resulta de una foliación tipo slaty clea­vage, próxima a la estratificación, a la que superponen una o dos foliaciones de crenula­ción fuertemente inclinadas. El tránsito entre ambos dominios estructurales es gradual, yen él se observa que la foliación supraestructural deforma a la de carácter dominante enla infraestructura -la primera desarrollada en la zona de transición. El carácter gradualdel límite norte de la zona de transición pone de manifiesto que el límite sur de la mismano es original. Este último se interpreta como una falla inversa vergente al sur, de posi­ble edad alpina. Esta estructura posibilita un levantamiento relativo de los niveles de lazona de transición hasta contactar bruscamente con las rocas de la supraestructura, lo queda lugar a la asimetría del anticlinorio.

Palabras clave: Hercínico, Pirineo Central, estilo estructural.

ABSTRACT

The Pyrenees are an alpine chain with hercynian basement rocks that outcrop in alarge area called the Axial Zone. These rocks have been involved in the alpine deforma­tion events although their main structural features resulted from the Hercynian orogeny.A relevant characteristic of the Hercynian basement is a change in structural style indepth which has been commonly studied and interpreted in the Pallaresa Anticlinorium,in the Central Pyrenees. This anticlinorium is a complex hercynian structural unit whosesouthern part belongs to the suprastructure whereas the northern part corresponds mostlyto a transition zone between the infrastructure and the suprastructure. Rocks of thesuprastructure show a steeply dipping slaty cleavage as the dominant structure, which isoverprinting folds and thrusts rarely going with pervasive deformation. The transitionzone results from a slaty cleavage, very often close to the bedding, overprinted by one ortwo steep crenulation cleavages. A gradual boundary exists between both structurallevels and it can be observed that the deformation developing slaty cleavage in thesuprastructure grades to a crenulation foliation in the transition zone. The gradual cha­racter of that boundary, as seen in the northern end of the transition zone, suggests thatthe southern sharp boundary is not original. That boundary is interpreted as a northwarddipping inverse fault, possibly with Alpine age. That fault causes a relative uplift of therocks of the transition zone and gives this sharp boundary with the suprastructural levels.It provokes the asymmetry in the Pallaresa anticlinorium.

Key words: Hercynian, Central Pyrenees, structural style.

* Unitat de Geologia. Universitat de Girona. PI. de l'Hospital, 6. 17071 Girona.** Departament de Geologia. Universitat Autónoma de Barcelona. 08193 Bellaterra (Barcelona).

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Introducción

En el Pirineo existe un zócalo hercínico que aflo­ra mayoritariamente en la Zona Axial (fig, 1a). Enesta área se reconocen estructuras hercínicas a lasque se superponen los efectos de la tectónica alpina.Pese a que la orogenia Alpina comporta un acorta­miento importante, calculado en unos 150 km porMuñoz (1992), la deformación alpina en el basa­mento es escasamente penetrativa. Se limita princi­palmente a su compartimentación mediante impor­tantes fracturas, y a la consiguiente rotación y trans­lación de los bloques (Muñoz y Santanach, 1987).Uno de los rasgos hercínicos que presenta dichozócalo es una zonación estructural en profundidad,en la que De Sitter y Zwart (1960) diferenciaron enel Pirineo Central una infraestructura y una supraes­tructura, La distinción esencial entre ambos domi­nios estructurales radica en la disposición originalde la foliación hercínica dominante y los plieguesasociados; subhorizontal o poco inclinada en lainfraestructura, y moderadamente inclinada a sub­vertical en la supraestructura. Su límite tiene uncarácter gradual o brusco en función de su situaciónen la serie. En el Anticlinorio de la Pallaresa apare­ce definido como un tránsito progresivo dentro dela secuencia psammítica-pelítica cambro-ordovícica(Oele, 1966). Esta transición gradual fue definidapor el mismo autor como zona de transición. Más aloeste, en el Domo de la Garona, dicho límite esbrusco pues coincide con la ampelitas del Silúrico,que debido a su plasticidad actúan como un nivel dedespegue (Kleinsmiede, 1960; García-Sansegundo,1991). A escala cartográfica, las rocas infraestructu­rales -micaesquistos y gneises- forman domoslaxos de la foliación dominante alineados ESE­ONO, tales como los del Canigó-Caranca, Aston yHospitalet. Por su parte, la supraestructura corres­ponde a los niveles más someros, los cuales estánconformados por amplios antiformes de materialescambro-ordovícicos de bajo grado metamórfico(domos del Orri y de la Rabassa) y estrechas franjasde rocas devónicas con pliegues apretados (sinclina­les de Llavorsí y Tor).

Las diferencias entre los estilos estructurales delos dominios metamórficos de grado medio y debajo o muy bajo grado han sido reconocidas tam­bién por otros autores, pero se han interpretado dedistinto modo. Para los autores quienes primeroreconocieron dicha zonación (Zwart, 1963; Oele,1966) y también para Soula (1982) y Soula et al.(1986), se trata de una única foliación que aparececon diferente disposición. Sin embargo, según elprimer grupo de autores, la disposición de la folia­ción está en función del nivel estructural, mientrasque los segundos la relacionan con la presencia de

1.CAPELLA y J. CARRERAS

domos metamórficos y plutónicos. Otros autores(Séguret y Proust, 1968a, b; Matte, 1969) recono­cen la variación de estilo en profundidad, pero con­sideran que en primer lugar se desarrolló la folia­ción subhorizontal en todo el edificio tectónico, yque ésta fue plegada posteriormente y de modoselectivo dando lugar a la foliación vertical en losniveles superficiales. Existen otras opciones en lasque también se consideran las foliaciones de ambosdominios estructurales como no coetáneas, asocia­das por lo tanto a diferentes fases de deformación.Algunos autores (Verhoef et al., 1984; Eeckout,1986; De Bresser et al., 1987; Eeckhout y Zwart,1988; Kriegsman et al., 1989) sostienen que lafoliación subhorizontal de las rocas metamórficas esposterior a la vertical de la supraestructura, mientrasque otros determinan una relación temporal opuesta(Santanach, 1972; García-Sansegundo, 1991; Carre­ras y Capella, 1994; Capella, 1995). Las diferenciasentre las opciones citadas no sólo reside en la cro­nología relativa, sino también en el significado de lafoliación subhorizontal. Esta ha sido relacionadacon una tectónica distensiva por los autores que laconsideran posterior a la foliación vertical, interpre­tación que es contraria a la sostenida por el resto deautores, quienes la atribuyen a un régimen compre­sivo. Tales desacuerdos han conllevado a interpreta­ciones diferentes, a veces incluso contradictorias, dela evolución tectónica del Hercínico Pirenaico.Carreras y Capella (1994) presentan una revisión delas diferentes hipótesis existentes y una nueva inter­pretación, que es discutida en Aerden (1995) yCarreras y Capella (1995).

De los desacuerdos mencionados, las relacionestemporales entre la infraestructura y la supraestruc­tura tienen una especial trascendencia, pues hancontribuido a modo decisivo a la elaboración dehistorias de la deformación opuestas. Para determi­nar la temporalidad entre estos dos dominios estruc­turales es preciso analizar sus relaciones con la zonade transición, ya que en dicha zona coexisten lasestructuras de deformación de ambos. Con dichofin, en el presente trabajo se estudian las relacionesentre la supraestructura y zona de transición en elAnticlinorio de la Pallaresa, en donde éstas apare­cen bien expuestas. En esta unidad estructural sehan realizado dos cortes geológicos que atraviesandiferentes niveles estructurales (fig. lb) para obser­var cómo evolucionan en el espacio las deformacio­nes; las que caracterizan a la supraestructura haciala zona de transición, y los elementos estructuralespropios de la infraestructura, también presentes enla zona de transición, hacia la supraestructura. Esteseguimiento ha permitido conocer la sucesión de lasdeformaciones y, por consiguiente, las relacionestemporales entre los dos dominios estructurales.

LA ZONACIO~ r:STRUcrURAL DEL IIERCINICO DEL PIRINEO CENTRAL

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Zona Alliai (b), modjficado de LosanlO!> rI al. ( J9R9).

54 L CAPELLA y J. CA RRERAS

Litologfa

Los dos cortes geo lóg icos reali zados han intcr­scc tado a las rocas ca mbro-ordovícicas y dcl Ordo­vfcico superior (Zand vlicr. 1960 ; Bod in y Lcd ru,1986; Hartevelt. 1979 ) del Anticli norio de la Palla­resa y. en sus ex tre mos. a los materi ales Silúricos yDe vóni cos de l Alto Sulat y del Sincli nal de Llavor­sí (Mey, 1967; Arc hé. 197 1: Bucb roit hner. 1976)tflg . 1). En la mitad sur de l ci tado amicli norio. losmateriale s 'cambro-ordo vícicos corres ponden a unaa lternanci a cc ntimé tric a de pelita s y psammitas,con es porádicas imerculucio ncs de nivele s de cuar­c ita de pote ncia dcci m étrica a mét rica . La m itadnorte se diferencia de la an terior por un gra no másgrueso de las psammitas y por la presencia de nive ­le s de mi cro ngl o merados de c ua rzo de pot e nc iamétrica y nive les calcáreos (zo na de Lladorre). Losmater iales descritos fuero n divid ido s po r Za ndvlie t(1960) en las series de Lleret-Bayau, que co mpren­de a los nive les calc áreos ya ci tados . y la de Pilas­Estats. la superior y cons iste nte en un a sec uenciade psmamitas y pcli tas co n intercalaciones de con­g lo me rado s . La s roc as de a m bas se ries fuero neng lobadas más al es te en la For mación La Seu de

Haneve h ( 1970), El Ord ovícico superior cons ta dedos nive les de c o ng lo me rados e ntre lo s qu e seintercalan psmamitas. y, por enc ima de los anter io­res, de un important e nivel de pelitus. Tales mate­riales co rrespo nde n respec tivame nte a las forma­ciones Rabassa y Ansobell definidas por Harteve lt( 1970). Sobre los materiales de l Ordovícico supe­ri or ya ce n co nc ordante men te las carac te rí st ic aspeli tas gra fitosas del Silúrico. El Devónico del Si n­cl ina l de Llavorsf está ca rac terizado por una alter ­nanci a de n ivele s ca lcáre os y de pel itas. con unnivel calcá reo poten te y masivo próximo a la base ,y un predom inio de las pelitas hacia el techo. En elAlto Salar . los materi ales devóni co s inrcrsccradosco rre sponden a niveles calcáreo -do lomítico s a losque se superponen pclitas negru zcas con intercala­ciones de calcá reas.

Estos ma teriales están afectados por un mctnmor­fismo reg ional de bajo grado, manifiesto por el cre­c imiento de clorita y mosco vita. indicat ivo de lascondic iones de la parte infe rior de la facies de losesquistos verdes. En la parte norte del Aruicli nonode la Palla resa aparecen además biotitas. cuyo cre­ci mien to está relacio nado co n la prox im idad a lainstrusión de la granodiorita de Bassi és.

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Fig. 2.-Cone geológico de la parte sur del Anticl inorio de la Pullarcsa. La localización del corte aparece indicada en la figura l.

LA ZONACION ESTRUCTURAL DEL HERCINICO DEL PIRINEO CENTRAL 55

Estructura

Pese a su clásico nombre, el Anticlinorio de laPallaresa es una unidad estructural compleja y asi­métrica en la que son diferenciables dos dominiosque, a grandes rasgos, corresponden a sus mitadessur y norte. El dominio meridional corresponde a lasupraestructura y se caracteriza por la presencia deuna foliación moderadamente inclinada. El Sincli­nal de Llavorsí y el Domo del Orri, más al sur, for­man parte también de la supraestructura. El dominionorte equivale en su mayor parte a la zona transi­ción, donde aparecen desarrolladas un mínimo dedos foliaciones, y en la franja más septentrional delmismo vuelve a aparecer la supraestructura. Ladivisión estructural del anticlinorio en dos mitadeses aproximadamente equivalente a la de Losantos(1988) en una unidad meridional y otra septen­trional.

Supraestructura

Este dominio estructural se extiende al sur de lapoblación de Lladorre (fig. 2). Su rasgo estructuralmás importante es una foliación con carácter domi­nante, de dirección ESE-ONO y buzando fuerte amoderadamente al norte (fig. 3). Esta fábricacorresponde al plano axial de pliegues de la estrati­ficación de dimensiones milimétricas a cartográfi­cas. Se trata de pliegues asimétricos, cerrados aapretados en los materiales cambro-ordovícicos yapretados a isoclinales los de las rocas devónicas.Los ejes de los pliegues menores y las lineacionesde intersección estratificación/foliación presentanuna ligera dispersión sobre el plano de foliación(fig. 3). Este hecho indica la existencia de estructu­ras anteriores al desarrollo de la foliación, ya quelas deformaciones posteriores, descritas más adelan­te, son escasas y locales. Diversos autores han reco­nocido e intentado caracterizar a estas estructurasprecoces, presentes también en el Sinclinal de Lla­vorsí, en el Domo del Orri y en el Anticlinal de laMassana, aunque no hay acuerdo, sin embargo, ensus dimensiones y orientación. Speksnijder (1987),Poblet (1987) Y Cirés et al. (1990) coinciden enconsiderar dos sistemas de pliegues cuyos planosaxiales se disponen aproximadamente N-S y E-O.Para Hartevelt (1970), Bourke (1979) Y Capella(1988) corresponden a los antiformes y sinformeskilométricos, tales como el Domo del Orri y el Sin­clinal de Llavorsí. En el límite norte del anticlinoriose han descrito pliegues (Déramond, 1971) y, ade­más, estructuras de cabalgamiento (Bodin y Ledru,1986) de dicha edad. El carácter lineal del presenteanálisis ha impedido caracterizar tales estructuras.

La foliación dominante en las pelitas del Paleo­zoico superior corresponde a un slaty cleavage(fig. 4a), mientras que en los materiales cambro­ordovícicos esta morfología alterna con la de unafoliación de crenulación. Esta última aparece desa­rrollada en algunos niveles pelíticos, en los quedeforma a una laminación paralela a la estratifica­ción definida irregularmente por agregados de clori­ta-moscovita. No se ha observado ninguna estructu­ra de deformación a la que dicha laminación estéasociada. Este hecho ha comportado a que algunosautores la atribuyan a procesos sedimentarios-dia­genéticos (Zwart, 1979; Speksnijder, 1986; Bons,1988).

Los elipsoides de deformación, calculados apli­cando las versiones algebraica de Matthews et al.(1974) Y geométrica de Lisle (1977) de la técnicaRf/<I> en conglomerados y areniscas muy gruesas,indican que la deformación en este sector supraes­tructural corresponde a un aplastamiento aparente(fig. 5a), con un valor medio de k = 0,31 (Capella,1991). Las relaciones axiales principales Rxy y Ryzpromedian 1,37 y 2,19, respectivamente. La dispo­sición de los ejes principales de deformación se hadeterminado a través de las lineaciones de estira­miento, definidas en los planos de foliación por laforma elongada de los agregados de limonita y lascolas de presión en torno a éstos, y en base a lospropios cálculos de la deformación. La máximaextensión aparece buzando moderadamente al norte(fig. 3), y forma por consiguiente un pitch elevadorespecto a los ejes horizontales de los pliegues aso­ciados a la foliación dominante. El que el eje X dealgunos elipsoides se aparte de la dirección citada,se atribuye a diferencias en el contraste de viscosi­dad marcador/matriz junto con la influencia de unafábrica original que el bajo grado de deformaciónno habría podido transponer totalmente, como loindican también más al norte Corstanje et al.(1989). Tales razones conllevan a interpretar comomínimos los valores de las relaciones axiales princi­pales determinadas.

Las deformaciones que se superponen a la folia­ción dominante tienen un carácter local y no influ­yen en la estructura ya configurada. Se trata princi­palmente de bandas de kink normales de dimensio­nes centimétricas, de dirección ESE-ONO y buza­miento sur. Se hallan especialmente desarrolladasen las proximidades del límite sur del Anticlinoriode la Pallaresa. Se observan también algunos plie­gues métricos de charnelas angulosas con los ejesdirigidos E-O. Su plano axial es subvertical y sematerializa por una foliación de crenulación.

La edad de estas estructuras es incierta, pudiendoalguna de ellas estar relacionada con la deformaciónalpina, como lo sugiere Poblet (1991) para las ban-

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Fig. 3.-Di~posición de los elementos estructurales de la supraesúucmra (foliación tipo sfal}" c íeavage. (,..tratificac ión. nneac joeesde mtersecciée, lineaciol"le1> de estiramiento) y de la zona de transición (foliaciones de cre nulaciÓll . estratificac ión y liocac iones decrenulación¡ a lo largo de los eones AA' y 8 8 ' . Aparecen también repeesemedas y oriemadas las secciones elípticas XZ de loselipsoides de deformación construidos. a partir de muestras de rocas detríticas . Los contornos de densidad en los estereogramas(proyección equiareal del hem isferio inferior) COI'Tesponden al2 "" y a sUf:esivO!i. intervalos del 4 c¡, <2.6. 10 'i: ). la cic lográfica enImea discontinua representa la disposición media del elemento planar Jl!OyectaJo. n: número de medidas en la proyección . El

esquemageológjco representado se: han1(xlLfk ado de: Zandvliel(19601.

LA ZONACIO~ ESTRUCTURAL DEL HERCINICO DEL PIRINEO CENTRAL 57

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Pig. 4,--{a) S/my cteavoge en un nivel pelítico del sector deRibera de Careos (flg. 1), en la parte sur del Anticlinorio de laPullaresu. Corresponde a la murfología más común de la folia ­ción dominante en las rocas de la supruevtructura. {h] Plieguede la estratificación asoc iado al desarrollo de la primera folia­ción en la zona de transición. en las proximidades de la pobla­ción de Tavescan (fig. I l. Ambos elementos planares. estratifi­cación 'j foliación, aparecen afectados por una segunda defor­mación que da lugar a una foliación de crenulacion en los nive-

les pelíticos.

das de kink. Más al sur del corte realizado , la folia­ció n es tá intersectada por cabalgamientos de direc­ción ESE-ONO inclinados al norte. asoc iados a loscuales se han desa rrollado zona s de cizalla que indi­can un movi miento inverso, Son es tructuras hcrctni­cas pues al oeste aparece n cortadas por la granod io­rita ta rd i-he rcfnica de la Maladeta (Casas el al.,1989) , Por su con tin uid ad . de staca e ntre tal e ses tructuras la Falla de Llavorsí, que constituye ellímite ent re el Sinclina l de dicho nombre y el Domodel Orri (fig. 1). En el corte geológico del PirineoCentral (Berástegui el a l .. 1993) se ha trazado tam­bién el límite entre el Sinclinal Llavors¡ y el Anti­cli norio de la Pallaresa como un cabalgamiento delas características citadas, si bien las observacionesde campo en el sector analizado muestran claramen­te que no exis te ninguna omi sión estratigráfica, porlo que se descarta la existencia de una yuxta posi -

ción tectónica de un idades es tructura les difere n­ciadas.

Zona de transición

Se coincide con Ocle (1966) en considerar comodicha zon a donde tiene lugar un cambio gradualentre los estilos estructurales de las roca s metamór­ficas y de las de bajo grado o muy bajo, pero sedifiere de este autor en cómo ésta se configuró.

En este trabajo se analiza la parte superior de lazo na de transición, geográficament e extendida alnorte de la población de L1adorre. hasta las proxi­midades de l límite norte del An ticli no rio de laPall aresa (flg. 1). La es tructura dom inante corres­ponde pri ncipal mente a una o dos foliaciones decre nulac ión. cuyos planos manti enen una disposi­ción subvertica l (figs. 2 y 6). Estas fo liaciones estánasoc iadas a plieg ues asimé tricos de la es tratifica­ción apretados a isocli nales y de dimensiones mili­métricas a métricas. El desarro llo de tales pl ieguesda lugar también a la crenulación de un sial)' clea­vage. Esta foliació n representa la primera defo rma­ción habida en estos niveles, y aunq ue con frecuen­cia se dispone paralela a la estratificación , se obser­va tambi én asociada a pliegues de la es tratificaciónmilim étricos a centim étricos (flg. 4b). Al oes te de lazona analizada, la dirección de es tos primeros plie­gues es NE-SO (Losamos el al.. 1986).

Las foliaciones de cre nulación no se hallan exten­samente desarrolladas; en algunos sectores aparecesólo una, y en otros hay dos superpuestas. Ambasbuzan fuertemente, siendo la di rección aprox imadade la primera ESE-ON O, mie nt ras qu e la de lasegunda osci la entre SE-NO y SSE-NN O (fig. 3).Los ejes de los pliegues y lineaciones relacionadascon estas foliacio nes aparecen dispersos por efectode la existencia de pliegues previos. aunque predo­mina un buzamien to moderado a acusado (fig. 3),especialmente para los relacionados con la segundacrenulación. Tal distribución en los ejes sugiere quela superposición de deformaciones ha dado lugar aun inc remento progresivo del buzamiento de loselementos es tructurales plan ares. explicándose asíla mayor incl inación de los ejes de los últimos plie­gues.

Los valores ob tenidos en el cálculo de la defor­mación finita global para es te sector de la zona detransició n (Rxy = 1,36. Ryz = 1.84) corresponden alde un elipsoide del campo de aplasta miento aparen ­te (fig . 5b) con k = 0,44 (Capellá, 199 1). Los elip­soides se han construido a parti r de muestras deco ng lomerados con canto s de cuarzo de ta ma ñovariable entre 2 y 10 mm. Estos elipsoides contras­tan notablemente con los obtenidos por Corstanje el

58 1.CA PELLA y J. CA RRERAS

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Fig. 5.-Oiag:rama.. de Ainn de los e1 ipsoilb detnminado.. a partir de muestras de la supraestructura (a l y de la zona de tran..id ónl b). La localizació n de la.. mue-aras está indicada en la figura 3.

al. ( 1989 ). cuyo valor medio de k es 3.43. Exist eademás una dive rgenc ia entre ambos análisis res­pecto a la orientación del eje principal X: mayorita­riamente buzando entre ONO y N en base a los cál­culos de Capclla (199 1). Yal NE según Corstanje elal. ( 1989). Las difere nc ias entre ambas orientacio­nes pueden derivar del hecho que los últimos auto­res han corregi do la orientación de las muestraspara hace r co mpara bles los resultados de todase llas : ro rdndol as hasta obte ne r una orientaci ónIOno para el plano de foliació n. y 280115 paru losejes de los pliegue s. Sin embargo. en este estudio secon sidera que la dispersión de los ejes de los plie­gue s es esenc ia lmente origina l. y resulta de lasuperposición de deformaciones.

El metamorfismo regional durante el desarrollode la primera foliación es tá confinado. al igual queen la suprucsrructura, a la zona de la clorita-mosco­vita. Se observan tam bién porflroblas tos de biothu.

algunos englobando la citada fábri ca y deformadosen la cren ulación de és ta. y otro s que sobrecrece n alas cre nulacioncs. Esta bl ñstcsis de bio titas. limitadaaproxi madame nte a la mitad norte del Anticli noriode la Palla rcsn. se la considera relacionada con lagran odiorita de Bassiés. cuya intrusión debe ser engran pa rte sinci nemática con la c renulaci ón de lslaty cieavage (Glcizes y 8 011Chcl. 199 1).

Relaciones espaciales ). tem porales entre lasupraes tructura )' la zorra de translci én

El límite sur de la zona de tran..ición puede tra­zarse con precisión. debido a que corresponde a unpaso bru..co a la supraes tructura (fig. 2). En unaspocas decenas de metros. se pasa de un ,~Il/ ly clea­vag e buzando fuertemente al norte co mo estructu radomina nte. a una zona compleja donde se supcrpo-

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Pig. 6.-Corle gcoló/? ico de la parte norte del Anticlinoriu de la Panaresu. en el que.' el paso entre la zonu de.' transición y la supracs­111IClUra tiene lugar sm discontin uidad alguna. El paso entre estos niveles estructurales corresponde al frente superior de la folia­ció n infac..nucurral (sec tor dd Pico de Momurcnyo j. La fo liac ión de crcnulacién trazada en la figu ra corresponde a una fábricucom pee ..ta de dm, foliacio nes. cuya.. disposiciones difiere n sólo l i ~eramente. tal como se obse rva en las proyecciones de lales ele-

menlOs en la figura 3. La 1r.ca li/ acion del corte aparece en la figu ra l .

LA ZONAClO~ ESTRUCTURAL DEL IlERCINlCO DEL PIRl¡"; EO CENTRAL 59

nen dos y tres deformaci ones penetrat ivas. Dicholími te supone la desapari ci ón br usca, a l sur de lmismo. de la foliac ión inf racst ructural. la primeradesarrollada en la zona de transición . Ade más de sucarácter est ructural. se trata a su vez de un límit elito lógico, marcado po r una facies detrítica más gro­sera al norte del mismo. Por ot ro lado, sólo al nortede este lím ite se observan los por firoblastos de bio­tita crec idos en relación a la intrusión de la grano­diorita de Bassíés. Estas diferencias indican que setra ta de un límite no o rig ina l. posible mente unafa lla , pue s de otro modo debería apreciarse unavariación re lativame nte gradu al de la estr uct uraentre am bos domi nios . tal como se observa en ellímite norte . Pese a ta l discontinuidad. el que a lolargo de l corte se pueda segui r una fo liac ión conuna orientación relativamente constante, se trate deun sla ty cl eavage o de una cre nulaci on. pe rm iteconsiderar co mo eq uivalentes las foliaciones de lasupraes tructura y la primera de crenulac i ón en lazona de transición.

En las proximidades del lími te norte del Ant iclí­noria de la Pallaresa el trá nsito entre ambos do mi­nios tiene lugar sin q ue produzcan camb ios en lalitología ni en el grado metamórfico, lo que denotael carácte r no original de l límite sur. Aquí (fig. 6).la foliac ión supraestructura l ma nt iene su di sposi ­ción y carácter do minante en los niveles superiores

Corte SoN

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de la zona de transic ión. donde co rresponde a la pri­mera de las dos foliaciones de crenu lación observa­das. Ambas crenulaciones deforman a una pr imerafol iación extend ida en tod a la zona de tran sición.aunque en las prox imidades de la supraestruc tura sudesarrollo es disco ntinuo. y só lo muy local en esteúlt imo domi nio . Se puede así defi nir la existenc iade un frente superior de esta primera fábrica . consi­derada ser la fol iación infraestruc tural . en base alcua l se describe e l paso entre la zona de transición yla su prac str uctura. Hay hec hos qu e sug ieren un acorre lac ión entre la foliació n infraestructural y lospl ieg ues precoces de la supraes t ruc tura, amb asestruc turas anterio res a la fo liación de l dominiosuperior. Lo indica la oblicuidad entre las direccio­nes de la es tra tificación y de la fo liación supraes­tructura l. prese nte tan to en la zo na de tran siciónco mo en los niveles superiores (fig . 3). Dicha rela­ción se atribuye a un sistema de pliegues moderada­mente incli nados, extendido en ambos do mi nioses tructurales, cuyo plano axial difiere en orienta­ci ón de la tic los plieg ues posteriores. En la zona detransición los primeros pl iegues es tán asociado s aldesarrollo de una foliación de plano axial. La defor­mación posterior a estas pr imeras estructura s dalugar a una fol iación de crenulución en la zona tictransición y a un statv cíeavage en la supraest ructu­ra . La seg unda cren ulaci ón obse rvada en a lg una s

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Hg . 7.- Esquema interpretativo de la venación estruc tural en el Anuctmorío de la Palla resa. Una falla inversa tardi-hercfnica oalpina da lugar a un levantamiento relativo de la parte norte del Anticlinnrio de la Pullareva. y al consiguiente contacto brusco entrelos niveles supraestruct uralcs y de la zona de transición inrersectado en e l corte AA'. En la parte norte del unticlirumo elvénxiro

entre estos mismos niveles es original y presenta un ca rácter gradual (corte S S ' l.

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rocas de la zona de transición parece limitada engran parte a dicho dominio, y sólo se observanalgunas bandas de crenulación de la foliación supra­estructural con las que podría correlacionarse (entreRibera de Cardós y Lladorre; fig. lb).

Conclusiones

Las relaciones entre la supraestructura y la zonade transición en el Anticlinorio de la Pallaresaponen de manifiesto que la foliación infraestructuralprecede a la dominante en la supraestructura. Exis­ten pues dos foliaciones diferentes con carácterdominante en distintos dominios estructurales. Cadauna de éstas resulta de una deformación cuya inten­sidad y manifestación varían en profundidad. Así, lafoliación de la infraestructura parece estar relacio­nada con un sistema de pliegues cuyo desarrollo enla supraestructura no está asociado por lo general auna deformación penetrativa. Por otro lado, la de lasupraestructura corresponde a un slaty cleavage,mientras que en la zona de transición se trata de unafoliación de crenulación, pues aquí los pliegues aso­ciados a la misma deforman la foliación infraestruc­tural. La superposición de estas dos deformacionesda lugar en el Anticlinorio de la Pallaresa a unavariación vertical del estilo estructural que se definepor el límite más bien gradual entre la supraestruc­tura y la zona de transición. Este tránsito se sitúa entorno al frente superior de la foliación infraestruc­tural.

El carácter gradual del límite entre la supraes­tructura y la zona de transición indica que su con­tacto en la zona central del anticlinorio no es origi­nal. Las diferencias, en el grado metamórfico, yprincipalmente en la estructura, sugieren que lasrocas de la zona de transición, al norte del contac­to, correspondan a niveles más profundos de losque inicialmente estaban en contacto con la supra­estructura. Es probable que se trate de una fallainversa inclinada al norte (fig. 7), en la que el blo­que superior -la zona de transición- habría sufri­do un levantamiento y desplazamiento relativohacia el sur hasta su posición actual. Esta falla esresponsable de la asimetría estructural del Anticli­norio de la Pallaresa; su mitad sur pertenece aldominio de la supraestructura, y aproximadamentela mitad norte forma la parte superior de la zona detransición. Teniendo en cuenta que las biotitas aso­ciadas a la intrusión de la granodiorita de Bassiésaparecen sólo en el bloque superior, la falla es pos­terior al emplazamiento de este plutón y por tantotardi-hercínica, o, alpina, como lo sugiere Losantos(1988). En cuanto al límite entre el Anticlinorio dela Pallaresa y el Sinclinal de Llavorsí, la continui-

1.CAPELLA y J. CARRERAS

dad estratigráfica y estructural observadas entreambas unidades excluye que se trate de un cabalga­miento o falla inversa.

AGRADECIMIENTOS

El presente estudio se ha realizado con la ayuda de una becaFPI del Ministerio de Educación y Ciencia, forma parte del pro­yecto de investigación PB-88-0240 de la DGICYT y ha sidodesarrollado en el marco del proyecto PB-910472. Asimismo,agradecemos los comentarios y sugerencias realizadas por Car­los Martín Escorza en la revisión de este trabajo.

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Recibido el 13 defebrero de 1996Aceptado el 28 de abril de 1996